Вулканология и сейсмология, 2022, № 6, стр. 3-16

ВВЕДЕНИЕ

В пределах Кыплатапского вулканического поля (КВП) широко развиты вторичные кварциты, слагающие как линейные зоны вдоль разломов преимущественно северо-восточного простирания, так и ограниченные разломами изометричные поля. В 1995 г. в результате поисковых работ геологами Чаунской геологоразведочной экспедиции на площади КВП выявлены ореолы по потокам рассеяния Ag и Au, обнаружены многочисленные проявления Аg–Аu минерализации и рудопроявление Кыплатап (рис. 1).

Рис. 1.

Вулканические пояса и Au–Ag эпитермальные месторождения Чукотки. Схема составлена с использованием материалов [Белый, 1994; Соколов и др., 1999; Тихомиров и др., 2017]. 1 – кайнозойский чехол; 2–6 – Охотско-Чукотский вулканический пояс (ОЧВП): 2–4 – секторы ОЧВП (2 – Пенжинский, 3 – Анадырский, 4 – Центрально-Чукотский), 5 – Восточно-Чукотская фланговая зона, 6 – внутренняя зона ОЧВП; 7 – раннемеловые вулканические впадины; 8 – Олойский вулканические пояс; 9 – Корякско-Камчатская складчатая система; 10 – Южно-Анюйская сутура; 11 – Чукотская складчатая система; 12 – палеозойско-мезозойские островодужные комплексы; 13 – деформированные палеозойско-мезозойские комплексы чехла Омолонского массива; 14–19 – рудные месторождения (большие значки – крупные, маленькие – средние и мелкие объекты): 14 – золото-кварцевые жильные, 15 – золото-сульфидные (вкрапленные), 16 – эпитермальные золото-серебряные, 17 – медно-молибден-порфировые, золото- и серебросодержащие, 18 – колчеданно-полиметаллические в вулканических породах, 19 – оловорудные; 20 – рудопроявление Кыплатап.

Экономический интерес к рудопроявлению Кыплатап обусловлен близостью последнего (8–15 км) к круглогодичной автодороге Певек-Билибино и ЛЭП 110 кВт (35 км). Расстояние до г. Певек по автодороге 270 км (см. рис. 1).

В 2019 г. в пределах рудного поля и рудопроявления Кыплатап проведены геохимические работы масштаба 1 : 10 000 сотрудниками ИМГРЭ по договору с ООО “Терра-Инвест” (владельцем лицензии), направленные на поиски новых рудных тел. В ходе этих работ была собрана коллекций образцов для петрографических и минералого-геохимических исследований вмещающих пород и руд.

В 2021–2022 гг. коллекция была изучена в лаборатории геологии рудных месторождений ИГЕМ РАН с применением современных прецизионных методов анализа минерального вещества. Кроме того, в ИГЕМ были проанализированы и обобщены данные предшественников по геологии рудного района и рудопроявления. В настоящей статье обсуждаются результаты этих исследований.

Главная цель статьи – изучение минералого-геохимических особенностей Аg–Аu минерализации во вторичных кварцитах рудопроявления Кыплатап для получения новой информации об условиях вулканогенного рудообразования в Центрально-Чукотском секторе ОЧВП и уточнение геолого-генетической и прогнозно-поисковой модели. Следует отметить, что опубликованные работы по геологии и вещественному составу рудопроявления Кыплатап практические отсутствуют.

МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

В рамках экспедиционных работ отряда ИМГРЭ собрана коллекция образцов типичных руд, метасоматитов и вмещающих пород Au–Ag эпитермального рудопроявления Кыплатап. На основе обобщения фондовых материалов и авторских построений подготовлен раздел статьи “Особенности геологического строения”.

Оптическая микроскопия проводилась с помощью микроскопа Nicon Polarizing ECLIPSE 50i POL в проходящем и отраженном свете. Диагностика рудных минералов выполнена на сканирующем электронном микроскопе JSM-5610LV (Япония) в отраженных электронах (ВSE COMPO), отображающих контраст в зависимости от среднего атомного номера элемента. Пространственное разрешение изображений в режиме регистрации отраженных электронов является довольно высоким (порядка 400 Å). Электронный микроскоп оснащен энергодисперсионным аналитическим спектрометром INCA-Energy 450 (Великобритания), который позволяет проводить качественный и полуколичественный анализ с рельефных образцов, и количественный анализ с полированных образцов. Возможно определение всех элементов тяжелее C (исключая N) в точке с локальностью от 7 мкм для легкой матрицы и до 1 мкм для матрицы с большим средним атомным номером, а также проводить количественный анализ по площади образца.

Химический состав рудных минералов проводился на электронно-зондовом микроанализаторе JXA-8200 JEOL в лаборатории анализа минерального вещества ИГЕМ РАН. Анализ осуществлялся при ускоряющем напряжении 20 кВт, силе тока на цилиндре Фарадея 20 нА, диаметре зонда 1 мкм. Время экспозиции на основные элементы составляло 10 с, на примесные – 20 с. Расчет поправок осуществлялся по методу ZAF-коррекции с помощью программы фирмы JEOL (аналитик В.И. Таскаев).

ОСОБЕННОСТИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ КЫПЛАТАПСКОГО ВУЛКАНИЧЕСКОГО ПОЛЯ

Основные элементы строения чукотской части ОЧВП показаны на рис. 1 по В.Ф. Белому [1994]. Восточно-Чукотская фланговая зона ОЧВП перекрывает в основном структуры дорифейского Эскимоского срединного массива. Внутренняя зона ОЧВП наложена на Амгуэмский флишевый и Эргувеемский офиолитовый субтеррейны, а также на Канчаланский шельфовый субтеррейн с метаморфическим фундаментом предположительно протерозойского возраста. Внешняя зона ОЧВП в пределах Чукотки разделена на два сектора: Анадырский и Центрально-Чукотский, различающимися по особенностям эволюции магматизма, объемным соотношениям вулканических формаций и строению.

В Анадырском секторе основание вулканических покровов внешней зоны представлено структурами ОВП и Березовского террейна, а в Центрально-Чукотском секторе – структурами Чукотского складчатого пояса. В Центрально-Чукотском секторе происходит резкий излом границы внешней и внутренней зон ОЧВП, простирание которого меняется с северо-восточного на юго-восточное направление (см. рис. 1). Развитие Центрально-Чукотского сектора в отличие от остальных районов начиналось с образования игнимбритовой формации и лишь затем покровов андезитов.

Кыплатапское вулканическое поле, приурочено к юго-восточному флангу одноименной ИКС, осложняющей Паляваам-Пыкарваамскую ВТД Чаунской зоны Центрально-Чукотского сектора ОЧВП (см. рис. 1). В плане КВП (площадью 45 км²) имеет изометричную форму и оконтурено кольцевыми разломами.

Сложное блоковое строение КВП, обусловлено сетью пересекающихся разломов субширотного и северо-восточного (субмеридионального) простирания (рис. 2). Эта же система нарушений контролирует положение позднемеловых даек, широко распространенных в юго-западной части КВП и представленных андезитобазальтами, трахибазальтами, монцодиоритами и кварцевыми монцонитами. Важную роль в структуре Кыплатапского рудного поля играют нарушения субширотного направления – крутопадающие сбросы с амплитудами перемещений 20–100 м. Этими разломами рудное поле расчленено на серию субпараллельных блоков.

Рис. 2.

Положение Au–Ag рудных зон на площади рудопроявления Кыплатап. 1–4 – Меловая система: 1– Верхне-Алькаквуньская подсвита. Трахириолиты (K_1–2al₃), 2 – Средне-Алькаквуньская подсвита (K_1–2al₂). Риодациты, риолиты, трахириолиты, 3 – Алькаквуньский комплекс. Субвулканические тела риолитов, трахириолитов – I фаза (λ-λτ₁K_1–2al), 4 – Алькаквуньский комплекс. Субвулканические тела и дайки трахириолитов и трахидацитов – II фаза (τλ-τξ₂(K_1–2al); 5 – рудные зоны; 6 – канавы (а) и колонковые скважины (б).

Кыплатапская ИКС была сформирована в результате внедрения в алькаквуньские вулканиты крупного лакколитообразного субвулканического тела, сложенного риолитами и трахириолит-трахидацитами (см. рис. 2).

Вулканические толщи представлены алькаквуньской и пыкарваамской свитами. Пестроцветные трахириолиты верхнеалькаквуньской подсвиты слагают верхние части разреза, согласно перекрывая вулканиты средней подсвиты и Кыплатапское субвулканическое тело трахириолит-трахидацитового состава (см. рис. 2). Отложения среднеалькаквуньской подсвиты занимают значительную площадь в юго-восточной части рудного поля и характеризуются переслаиванием тонкофлюидальных риодацитов, трахириолитов, их игнимбритов и туфов риолитов. Отложения пыкарваамской свиты имеют локальное распространение и представлены биотитовыми риолитами с туфами дацитов и риолитов. Вулканогенные образования и субвулканические тела ранне- и позднемелового возраста, прорванные позднемеловыми дайками.

Рудопроявление Кыплатап занимает площадь 3 км² и приурочено к узлу пересечения разломов северо-западного, северо-восточного и субширотного направлений (см. рис. 2). Среди них важная роль в локализации Аg–Аu минерализации принадлежит серии разломов субширотного простирания (60°–70°), к которым приурочены основные рудные зоны. В рудопроявление объединены три обособленные рудные зоны, разобщенные 100–200 м интервалами слабоминерализованных пород. В пределах рудных зон выявлены и прослежены 35 потенциальных рудных тел, представленных линейными зонами брекчирования и дробления, которые сопряжены с кварцевыми прожилково-жильными образованиями. По простиранию линзовидные рудные тела имеют протяженность и мощность до 200 м и 2–5 м соответственно.

Рудная зона 1 представляет собой прожилково-метасоматическую систему, которая приурочена к разрывным нарушениям субширотного простирания (70°–100°) и оперяющим их трещинам (см. рис. 2). Мощность зоны 20–150 м при ее протяженности 650 м. Зона сложена кварц-каолинит-гидрослюдистыми, кварц-серицитовыми и кварцевыми метасоматитами (монокварцитами). Породы в пределах зоны интенсивно трещиноватые, раздробленные и брекчированные. По морфологии и вещественному составу в пределах зоны выделяются крутопадающие (80°–90°) кварц-гидрослюдисто-адуляровые прожилково-жильные тела, кварцевые и окварцованные брекчии мощностью 2–4 м, кварцевые жилообразные тела мощностью от 0.2–0.3 м до 2–4 м. Жильно-прожилковые образования имеют метасоматическую природу, а жилы выполнения встречаются редко. Рудная минерализация по данным опробования по простиранию и на глубину распределяется крайне неравномерно. Обогащение наблюдается в наиболее прокварцованных породах в виде тонкой спорадической вкрапленности (рис. 3). В прожилках рудная минерализация приурочена к зальбандам. Содержания Au и Ag в штуфных пробах достигают 11.8 г/т и 7654.0 г/т соответственно.

Рис. 3.

Богатая серебряная руда (а), преобладает акантит – темно-серые полоски и пятна в апориолитовом мономинеральном кварците; б – полированный увеличенный фрагмент.

Рудная зона 2 расположена в центральной части рудопроявления (см. рис. 2) в опущенном блоке метасоматически измененных пород, ограниченном сбросами субширотного простирания (60°–70°). Зона сложена метасоматически измененными лавами риолит-трахириолитового состава, имеет мощность 10–40 м и протяженность 900 м. Метасоматиты представлены преимущественно мономинеральными кварцитами и, в меньшей степени, аргиллизитами. Породы интенсивно раздроблены, брекчированы и рассечены многочисленными прожилками и редкими жилами. Мощность прожилков 0.02–0.1 м, жил – до 0.5 м. Цементирующий материал, прожилки и жилы имеют кварц-гидрослюдистый, кварц-адуляровый, кварц-каолинит-гидрослюдистый состав. Рудная минерализация в прожилках и жилах распределена неравномерно; преимущественно приурочена к их зальбандам. Кроме того, вкрапленная минерализация отмечается также в основной массе кварц-гидрослюдистых метасоматитов. Мощность зоны, судя по развалам, может достигать 2–5 м. Содержание золота по штуфному опробованию 0.6–4.8 г/т, серебра – до 2625.0 г/т.

Рудная зона 3 находится в южной части рудопроявления, в поле развития вторичных кварцитов (рис. 4). Зона имеет мощность 10–15 м и сложена интенсивно дробленными и брекчированными породами, сцементированными кварц-гидрослюдистым, адуляр-кварц-гидрослюдистым материалом, насыщенным рудной минерализацией. Протяженность зоны до 1000 м, простирание 70°–72°. Повышенные содержания золота и серебра по простиранию рудной зоны распределяются довольно равномерно и составляют по штуфному опробованию от 1.2 до 35.6 г/т и от 10.0 до 2302.4 г/т соответственно. Бурением (скв. 9, инт. 9.0–13.5 м) выделен рудный интервал мощностью 4.5 м, представленный интенсивно окварцованными брекчированными породами с прожилково-вкрапленной рудной минерализацией.

Рис. 4.

Фотографии вторичных кварцитов и аргиллизитов (а), а также рудной зоны № 3 рудопроявления Кыплатап (б).

Величина Au/Ag отношения в рудных телах варьируют от 1 : 1 до 1 : 3000 и более. В целом по рудопроявлению она составляет 1 : 450, по первой рудной зоне – 1 : 500, второй – 1 : 450 и третьей рудной зоне – 1 : 350.

Метасоматические изменения. На площади КВП рудовмещающие вулканиты испытали следующие метасоматические преобразования: щелочной метасоматоз – формация фельдшпатофиров (дорудный этап), кислотный метасоматоз – вторичные кварциты; пострудная пропилитовая формация.

В пределах рудопроявления на фоне регионально слабопроявленных фельдшпатофиров, выделяются тела площадной (см. рис. 4а) и линейной формы от слабо- и средне-измененных до полнопроявленных метасоматитов. К последним относятся аргиллизиты с телами вторичных и мономинеральных кварцитов во внутренних зонах (см. рис. 4б) и пропилиты от низко- до высокотемпературных.

Распространение фельдшпатофиров в плане носит концентрически-зональный характер вокруг центральной части Кыплатапского субвулканического тела, где фиксируется ореол аргиллизитов над корневой зоной интрузии. Локально в юго-западной части Кыплатапской ИКС фельдшпатофировый метасоматоз приобретает наиболее сильный и ярко выраженный характер (околорудные метасоматиты рудопроявления Кыплатап). За пределами ИКС вторичные кварциты развиты локально и приурочены к зонам тектонических нарушений. Выделены следующие стадии: аргиллизитовая, вторичных кварцитов и монокварцевая.

Фельдшпатофиры сложены кварц-полевошпатовыми ассоциациями, образовавшимися в результате процесса девитрификации вулканических стекол. В результате этого процесса устойчивые выделения кварца и щелочного полевого шпата (обычно калиштата, иногда альбита и адуляра) образуют закономерные срастания в виде микросферолитовых и микропойкилитовых структур.

Характерны поли- и мономинеральные агрегатные псевдоморфозы монтмориллонита, хлорита, нонтронита и карбоната по темноцветным минералам, развитие альбита и адуляра по вкрапленникам полевого шпата, примесь гидрослюды и пирита, а также акцессорные минералы – апатит, циркон, флюорит.

Аргиллизиты слагают как линейные зоны, так и тела изометричной формы. Линейные тела приурочены к системам субпаралельных разрывных нарушений, изометричные – к местам их пересечения. Обычно в центральных частях тел аргиллизитов устанавливаются существенно кварцевые метасоматиты.

От центра к периферии тел аргиллизитов повышается роль гидрослюдистых эпигенетических выделений. Окварцевание пород избирательное: в виде порфиробласт или линзовидное по флюидальности. Аргиллизиты представлены кварц-гидрослюдистой ассоциацией с переменным количеством калишпата, серицита, каолинита, альбита, адуляра, примесью монтмориллонита, нонтронита, барита, халцедона, пелитовых частиц, акцессорными – турмалином, цирконом, апатитом и др. (рис. 5, P-230/4).

Рис. 5.

Вторичные кварциты рудопроявления Кыплатап. Фотографии в проходящем свете при одном и скрещенных николях. P-21/4 – мономинеральный кварцит, грязно-белый с размытыми черными полосами (~1 см), покрытыми мелкими (<1 мм) зернами блестящего пирита, ожелезненный по трещинам, с жеодами микродрузовидного кварца. Структура гранобластовая, текстура массивная. Минеральный состав: кварц, мусковит, минералы серебра; P-230/4 – кварцит серый сахаровидный апориолитовый с областями аргиллизитов. Структура гранобластовая, текстура полосчатая. Минеральный состав: кварц и минералы серебра; Р-135/1 – кварцит серо-белый сахаровидный, ожелезненный по трещинам, с обильной рудной минерализацией: серой в кавернах, черными полосами и пятнами внутри кварцита. Структура кластитовая, текстура брекчиевая. Минеральный состав: кварц, адуляр, минералы серебра.

Вторичные кварциты приурочены к зонам разрывных нарушений, трещиноватости и брекчирования. Выделяются серицит-кварцевые, каолинит-серицит-кварцевые и кварцевые, включая кварц-халцедоновую, ассоциации вторичных кварцитов с постепенными переходами между ними. Наличие в протолочках из рудных тел таких минералов, как корунд и андалузит, позволяет предполагать существование более глубинной (более 1 км) кварц-корунд-андалузитовой фации вторичных кварцитов.

Основная масса пород нацело изменена, из вкрапленников сохраняется лишь кварц. Первичная структура пород обычно неразличима или узнается с трудом по реликтовой полосчатой, флюидальной, брекчиевой текстуре, иногда бластопорфировой структуре (см. рис. 5, Р-135/1). Границы распространения минеральных ассоциацией вторичных кварцитов нерезкие, наблюдаются постепенные переходы между ними, только мономинеральные кварциты имеют достаточно четкие контакты. Отмечаются реликтовые и вторичные текстуры – массивные, полосчато-такситовые, брекчиевидно-такситовые. Основная масса породы кварц-серицитового состава с примесью разложенного в гидроокислы железа рудного минерала, лейкоксена, гидрослюды, каолинита, халцедона, акцессорного циркона. В основной массе различаются иногда элементы первоначальных игнимбритовых и пепловых микроструктур.

Мономинеральные кварциты слагают внутренние ядерные части вторичных кварцитов и представляют собой гранобластовый микрозернистый вторичный кварц, обычно замутненный микропримесями, с редкими, до 1% выделениями фенокристаллов альбита, калишпата и незначительной примесью гидрослюды, серицита, каолинита, гидроокислов железа, ярозита (см. рис. 5, P-21/4, Р-135/1). Широко развиты метасоматические жилы с нерезкими границами, сложенные мелкозернистым или фарфоровидным кварцем, кварц-адуляровым и кварц-халцедоновым агрегатами. Жилы, как правило, приурочены к системам разрывных нарушений, их образование связано с завершающим этапом метасоматоза. Жильный кварц характеризуется концентрацией серебросодержащей минерализации, в то время как в околожильных метасоматитах рудная вкрапленность убогая, фоновая. Таким образом, прямой поисковый признак рудных тел в пределах КВП – полнопроявленные вторичные кварциты.

Пропилиты на площади КВП развиты весьма ограниченно. Субщелочной метасоматоз пропилитовой формации обусловлен выделением низко‒среднетемпературной эпидот-хлоритовой, иногда средне-высокотемпературной актинолит-эпидотовой ассоциации с подчиненным количеством эпидота, вплоть до полного его исчезновения, при возрастающей роли постоянной примеси монтмориллонита, нонтронита, серицита, цеолита, карбоната, иддингсита, иногда – кварца, халцедона, пренита. Типоморфными акцессорными минералами являются лейкоксен, магнетит, апатит, циркон и пирит. Отмечается приуроченность пропилитов к дайкам и телам средне-основного состава.

В приповерхностных условиях метасоматиты, особенно аргиллизиты в зонах повышенной трещиноватости подвергаются сильному ожелезнению и каолинизации. Такие зоны на местности выделяются ярко-желтыми, рыжими, оранжевыми, красными пятнами и полосами.

МИНЕРАЛОГИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ РУД

В рудах преобладают прожилково-вкрапленные, пятнистые, брекчиевые и кавернозные текстуры, менее развиты – колломорфно-полосчатые и каркасно-пластинчатые (см. рис. 3). Каркасно-пластинчатые текстуры характерны для метасоматических жил, сложенных адуляр-кварц-гидрослюдистым агрегатом (см. рис. 3б). Они обусловлены, в одних случаях, субпараллельным расположением пластин, сложенных каолинитом, кварцем и адуляром, промежутки между которыми выполнены полупрозрачным скрытокристаллическим кварцем, в других – образованы в последовательном нарастании халцедоновидного кварца на зародыши серицит-адулярового состава в призальбандовых частях жил.

В составе рудных тел установлены следующие основные жильные минералы: кварц (30–70%), гидрослюда (15–20%), серицит, каолинит, адуляр, железистый карбонат, циркон, хлорит и алунит. Кварц по структуре мелкокристаллический, халцедоновидный, хрусталевидный, к последнему часто приурочена рудная минерализация.

Рудная минерализация в основном вкрапленная, реже прожилковая, часто приурочена к кавернам в мелкокристаллическом кварце. Наблюдается также тонкая рудная пыль в перекристаллизованном кварце и в зальбандах жил и прожилков (до 90%). Концентрация рудных минералов в них обычно составляет от 1% до 2–5%. Размеры рудных минералов варьируют от тысячных долей миллиметра до первых миллиметров.

Основные рудные минералы представлены пиритом, арсенопиритом, полибазитом, акантитом, низкопробным самородным золотом. В меньшей степени развиты штромейерит, серебросодержащий тетраэдрит, прустит и, значительно реже, встречаются сфалерит, халькопирит, пирсеит, пираргирит, стефанит, самородное серебро, марказит, галенит, касситерит и пирротин. В зоне окисления развиты гидроокислы железа, скородит, сульфаты меди и акантит.

Серебряная минерализация (преобладает акантит) в виде многочисленных темно-серыx мелких (<1 см) вкраплений находится в светло-сером апориолитовом кварците (см. рис. 3), в котором наблюдаются реликты белого аргиллизита, образованного по полевым шпатам основной массы риолита благодаря привносу калия в дорудную стадию метасоматоза. Аргиллизит пылеватый, в виде прожилков и пятен по всей массе кварцита. Кварцит образован в рудную стадию метасоматоза, благодаря окварцеванию основной массы риолита. На сколах кварцит иногда покрыт тонкими пленками канареечно-желтого цвета – арсенолита, оксида мышьяка.

На рис. 6д представлены характерные выделения серебряных руд, однако точный химический состав слагающих их минералов не поддается определению, вследствие особенностей их выделения – сильная изменчивость химического состава на небольшой площади и тончайшие срастания серебряных минералов с гидроксидами железа (рис. 7).

Рис. 6.

Характерные срастания и морфология выделений рудных минералов рудопроявления Кыплатап. а – акантит в виде очаговых тонкоагрегатных скоплений в кварце; б ‒ выделение прустита в поле развития скородита; в – агрегаты арсенопирита (1), сфалерита (2) и пирита (3) в кварце; г – срастание полибазита с акантитом в кварце. Изображение в обратно-рассеянных электронах; д – тонкие срастания сульфосолей серебра и гидроксидов железа (минералы серебра – светлое; более темные участки – гидроксиды железа и промежуточные фазы). Изображение в обратно-рассеянных электронах; е–и – выделение низкопробного самородного золота в кварце (ж, з) и в срастании с гидроксидами железа (е, и).

Рис. 7.

Тонкие срастания сульфосолей серебра и гидроксидов железа в характеристических рентгеновских лучах. а – многослойное изображение в энерго-дисперсионном спектре, б – As, в – Ag, г – Cd, д – S, е – Fe. Рентгеновские лучи подписаны на рисунках.

На рис. 7 по степени интенсивности цвета выделены области распределения рудных элементов по площади. Они показывают, что серебряная руда представлена сложными многокомпонентными соединениями (Ag, S, As, Cd, Te), находящимися в тонком срастании с гидроксидами железа.

В результате минераграфических исследований в рудах выделены следующие последовательно образовавшиеся минеральные ассоциации: кварц-арсенопирит-пиритовая, халькопирит-сфалеритовая, блеклорудно-сульфосольная; и гидроокисно-сульфатная гипергенного этапа [Петров, 1996].

Кварц-арсенопирит-пиритовая ассоциация представлена кварцем, арсенопиритом, пиритом, марказитом, гидрослюдой, низкопробным золотом, каолинитом, анатазом, апатитом, адуляром, леллингитом, халькозином и пирротином. Арсенопирит образует хорошо сформированные кристаллы (см. рис. 6в), в то время как сульфосоли серебра находятся в виде криптокристаллических агрегатов (см. рис. 6д, 6е).

Выполненные анализы показывают, что химический состав арсенопирита не стехиометричен (табл. 1): сумма металлов, среди которых, кроме железа. присутствуют медь и сурьма, находится в интервале 1.02–1.05. Пирит отличается от стехиометрического состава преобладанием серы над железом (см. табл. 1).

Халькопирит-сфалеритовая ассоциация встречается спорадически. Сфалерит в значительной степени обогащен железом, которое содержится в нем в количестве от 8 до 10 мас. % (см. табл. 1).

Блеклорудно-сульфосольная минеральная ассоциация – основная продуктивная и сложена нижеследующими минералами.

Акантит гипогенного происхождения наблюдался вблизи выделений пирита и арсенопирита, где образует каемчатые агрегаты. В акантите отмечается примесь кадмия (см. табл. 1).

Иногда акантит образует цемент в раздробленных кристаллах пирита и арсенопирита. Отмечаются также самостоятельные выделения акантита в ассоциации с сульфосолями серебра и золотосеребряными фазами (см. рис. 6а), в виде пойкилитовых вростков в полибазите. Как видно на рис. 6г, центральная часть сростка сложена полибазитом, а окаймляется он акантитом.

В редких случаях фиксируется ассоциация акантита с штромейеритом. В зоне гипергенеза акантит подвержен растворению и регенерации, о чем свидетельствуют его немногочисленные реликты, окруженные гидроокислами железа и колломорфно-зональными сульфатными агрегатами с вторичным акантитом.

Полибазит обнаружен почти во всех типах руд. Слагает реликты разной морфологии в гипергенных агрегатах (см. рис. 6г), аллотриоморфные выделения в ассоциации со штромейеритом, прожилкообразные скопления и вкрапленники в интерстициях кварца. В полибазите так же, как и в акантите отмечается примесь кадмия (см. табл. 1). В пределах третьей рудной зоны полибазит – постоянный спутник прустита, причем полибазит отчетливо замещает прустит или образует в нем пойкилитовые вростки.

Прустит слагает комковатые аллотриоморфные выделения в скрытокристаллическом кварце. На рис. 6б представлено выделение прустита в поле развития скородита (окисленной формы арсенопирита). Прустит наиболее характерен для третьей рудной зоны.

Серебросодержащий тетраэдрит встречается в небольших количествах в ассоциации с сульфосолями серебра. Характеризуется следующими взаимоотношениями: единичные гипидиоморфные зерна в пирсеите, в пористых выделениях метазернистого пирита; комковатые трещинные выделения в ассоциации с полибазитом; единичные обособленные включения в массе гидрослюды; реликты в массе гипогенного полибазита и гипергенного колломорфно-зонального акантита. Морфологически представлен каплеообразными, редко крупными катаклазированными, выделениями.

Штромейерит встречается в виде агрегатов и зерен с различной степенью идиоморфизма. Отмечены его срастания без заметных признаков взаимной коррозии с полибазитом. Локализуется преимущественно в межзерновых пространствах кварца. Замещается акантитом обеих генераций.

Низкопробное самородное золото распределено неравномерно во всех типах руд. Четкие взаимоотношения зафиксированы только в нескольких случаях. Минерал образует единичные тонкие вкрапленники в штромейерите; мелкие вростки в массе гидрослюды и по границам каверн в кварце (см. рис. 6е); срастания с прустит-полибазитовыми выделениями без заметных признаков коррозии; реликтовые выделения среди не полностью замещенного гипогенного агрегата сульфосолей серебра; срастания с акантитом. Морфология золотин разнообразна – от неизометричных угловатых выделений до комковато-прожилковидных и округлых зерен. Размер выделений колеблется от 0.001 до 0.3–0.5 мм в диаметре.

Низкопробное самородное золото и самородное серебро локализуются, главным образом, в сростках с полибазитом и акантитом, где отчетливо корродируют выделения этих минералов. Выделения высокопробного самородного золота имеют меньший размер и формируют, как самостоятельные выделения, так и мирмекитоподобные вростки в акантите. Размер варьирует от 0.0001 до 0.03–0.05 мм.

Гидроокисно-сульфатная ассоциация развита повсеместно в рудах, выведенных эрозией на дневную поверхность. В процессе ее формирования на рудопроявлении непрерывно менялись физико-химические условия, о чем свидетельствует пульсационное колломорфно-зональное переслаивание гидроокислов железа и акантита, акантита и сульфатов меди (см. рис. 7). В распределении минералов ассоциации отмечена вертикальная зональность. Если непосредственно на поверхности преобладают сульфаты и арсенаты, то при изучении образцов с глубины 10–11 м доминирующая роль принадлежит гидроокислам железа. Для минералов ассоциации (гидроокислов железа, скородита, сульфатов, акантита) характерно колломорфно-зональное, землистое, порошковатое, пористое строение. Все они замещают минералы ранних парагенезисов, за исключением некоторых первично вулканических минералов.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Проведенные исследования показывают, что в пределах КВП установлены благоприятные признаки эпитермальной минерализации высокосульфидизированного (ВС) типа. Прежде всего, отметим обширные зональные поля метасоматически измененных пород ‒ вторичных кварцитов и аргиллизитов (см. рис. 3), благоприятных для формирования ВС-залежей. Во вторичных кварцитах, монокварцитах и в брекчиях сложной морфологии местами выявлены пористые до полых каркасов текстуры (см. рис. 3б), которые похожи на ноздреватый (“vuggy”) кварц, типичный для ВС-месторождений. В этих кварцитах установлена прожилково-вкрапленная минерализация с повышенным содержанием серебра.

В то же время к неблагоприятным признакам относятся невысокая золотоносность метасоматитов КВП по сравнению с известными эталонными месторождениями ВС-типа [Aribas, 1995; White, Hedenquist, 1995]. Установлено заметное различие составов вмещающих пород КВП, где преобладают кислые разности (риолиты и игнимбриты), и эталонных эпитермальных месторождений ВС-типа, которые вмещают, главным образом, андезиты и дациты [Aribas, 1995; White, Hedenquist, 1995]. В рудоносных образованиях КВП отсутствуют такие минералы-индикаторы ВС-минерализации, как энаргит и люцонит, не установлено также широкого развития типичного “vuggy” кварца.

Анализ геологического строения показывает, что формирование рудно-магматической системы КВП, вероятно, происходило в ходе последовательно развивавшейся двухэтапной активизации магмогенерирующего очага, с глубиной размещения, по-видимому, более 100 км, который явился на первом этапе основным поставщиком продуктов дифференциации андезитобазальтовой магмы – эффузивов, пирокластов и даек основного и среднего состава.

Образование кислых магм второго этапа, продуцировавших кислые гранитоидные расплавы, с которыми связано становление Кыплатапского субвулканического тела риолитового состава, а также, образование остаточных флюидонасыщенных расплавов-растворов и магматогенных гидротерм, в основном сереброносных и в меньшей степени золотоносных, по-видимому, происходило в периферическом коровом очаге на небольшой глубине (5–7 км) непосредственно под КВП. Гидротермальная деятельность активизируется к концу второго этапа, сопровождает его, и формирует Ag-рудопроявления. С деятельностью этого же периферического магматического очага связаны ассимиляционные процессы и обогащение расплавов и гидротерм благородными металлами (в основном Ag), извлеченными вулканитов риолитового состава, слагающих основной объем КВП. Аналогичная модель развития минералообразующей системы была разработана ранее для Аганского рудного поля (Примагаданье) [Волков и др., 2015]. Таким образом, первичный источник серебра, несомненно, глубинный и, вероятно, мантийно-коровый.

Металлогеническая зональность ОЧВП, от внутренней зоны к внешней (от океана к континенту), имеет вид: Cu → Mo → Sn [Савва и др., 2009]. По отношению к указанному ряду КВП находится в Sn-зоне. Выходы оловоносных гранитоидов, сопровождающиеся геохимической аномалией Sn, отмечаются в центральной части КВП.

Таким образом, заметное влияние на рудообразование в КВП, вероятно, оказывал оловоносный магматизм, в целом характерный для Чаунской зоны ОЧВП [Лугов и др., 1972], тогда как формирование промышленно значимых крупных эпитермальных ВС-месторождений Au связано обычно с развитием медно-порфировой и в редких случаях с колчеданно-полиметаллической системой [Hedenquist et al., 1988; Arribas, 1995].

Вместе с тем, наличие олова не является препятствием для отнесения эпитермальной минерализации к ВС-типу. Так, на Au–Ag месторождениях Светлое в Охотском районе (Хабаровский край) и Родалквайлар в Испании, ряде месторождений рудного района Маракоча (Перу), относимых к ВС-типу, отмечаются оловосодержащие минеральные фазы и касситерит [Мишин, 2011; Arribas, 1995; Catchpole et al., 2012].

Помимо золота и серебра в рудах эпитермальных месторождений содержатся попутные металлы, представляющие интерес. В последние годы Se и Te приобрели повышенный спрос, как сырье для высокотехнологичной промышленности. Поэтому изучение распространения Se и Te в рудах эпитермальных месторождений в качестве попутных компонентов для извлечения имеет большое практическое значение [Бортников и др., 2022]. В связи со значительной примесью селена в рудных минералах (см. табл. 1) рудопроявление Кыплатап можно отнести к селеновому подтипу серебряного с золотом минерального типа (величина Au/Ag составляет 1 : 450) месторождений эпитермального класса.

Представляется, что КВП слабо- или среднеэродированное, на что указывает развитие колломорфно-полосчатых и неявно выраженных каркасно-пластинчатых текстур. Из минералогических признаков малого эрозионного среза следует отметить практически полное отсутствие минералов полиметаллической ассоциации, преобладание акантита и сульфосолей серебра над самородными фазами.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Минералогические исследования позволяют отнести рудопроявление Кыплатап к селеновому подтипу серебряного с золотом минерального типа эпитермальных месторождений.

Развитие Ag–Au минерализации во вторичных кварцитах и аргиллизитах рудопроявления Кыплатап, а также текстурные особенности руд могут свидетельствовать о ее принадлежности к выскосульфидизированному эпитермальному классу [Hedenquist et al., 1988; Arribas, 1995]. Следует подчеркнуть, что существенно серебряная минерализация во вторичных кварцитах в пределах ОЧВП выявлена впервые.

Выявленные особенности эпитермальной минерализации КВП во многом аналогичны формированию кремнистых и кварц-алунитовых литоэкранов, которые образуются над дегазирующимися интрузиями [Sillitoe, 1995; Hedenquist et al., 1998]. В этой обстановке, рудоносные флюиды ВС-типа или не образуются в недрах системы, или не достигали эпитермальных глубин [Hedenquist et al., 2000].

Полученные результаты позволяют отнести рудопроявление Кыплатап к слабоэродированному. Заметное развитие в прогнозируемых рудных телах и залежах беркчиевых текстур и штокверковой минерализации, позволяет рекомендовать оценить рудопроявление Кыплатап на развитие большеобъемной серебряной минерализации.